大气物理学总结0001

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1、大气物理学总结大气物理学第六章大气热力学基础一、热力学基本规律1、空气状态的变化和大气中所进行的各种热力过程都遵循热力学 的一般规律，所以热力学方法及结果被广泛地用来研究大气，称为大 气热力学。2、开放系和封闭系（1）开放系：一个与外界交换质量的系统（2）封闭系：和外界互不交换质量的系统（3）独立系：与外界隔绝的系统，即不交换质量也不交换能量的系 统。3、准静态过程和准静力条件（1）准静态过程:系统在变态过程中的每一步都处于平衡状态（2）准静力条件：P三Pe系统内部压强p全等于外界压强Pe4、气块（微团）模型气块（微团）模型是指宏观上足够小而微观上含有大量分子的空 气团，其内部可包含水汽、液态

2、水或固态水。气块（微团）模型就是 从大气中取一体微小的空气块，作为对实际空气块的近似。5、气象上常用的热力学第一定律形式5Q=cdT -adp=cdT-pp【比定压热容cp和比定容热容cv的关系cp二cv+R,（R比气体 常数）】6、热力学第二定律讨论的是过程的自然方向和热力平衡的简 明判据，它是通过态函数来完成的。7、理解熵、焓（从平衡态x0开始而终止于另一个平衡态x的过 程，将朝着使系统与外界的总熵增加的方向进行；等焓过程:绝热和等 压；物理意义：在等压过程中，系统焓的增加值等于它所吸收的热量）8、大气能量的基本形式：（1）内能；（2）势能；（3）动能；（4） 潜热能9、大气能量的组合形式

3、（1）显热能：单位质量空气的显热能就 是比焓。（2）温湿能：单位质量空气的温湿能是显热能和潜热能之和。（3）静力能:对单位质量的干（湿）空气，干（湿）静力能：（4）全 势能:势能和内能之和称全势能10、大气总能量1干空气的总能量:Ed二U+e+Ek二cpT+gz+V2212 湿空气的总能量：Em = U+e+Ek+Lq=cpT+gz+V+Lq2 二、 大气中的干绝热过程1、系统（如一气块）与外界无热量交换（SQ=0）的过程，称为绝 热过程1dpp Tpp （）d（）（对未饱和湿空气k= Kd = R/Cp=计算大气的 干绝热过程）T0p0p0例：如干空气的初态为p=1000hpa ,T0=30

4、0K，当它绝热膨胀， 气压分别降到900hpa和800hpa时温度分别为多少2、干绝热减温率定义：未饱和湿空气块温度随高度的变化率的负值为干绝热减温 率yv，单位/100mg d km100m1oC/100m cpd3、位温e定义:把空气块干绝热膨胀或压缩到标准气压（常取1000hpa ）时 应有的温度称位温。1000T（）T（）未饱和湿空气大小：T（ ppp【位温在干绝热过程中保持不变，称为在干绝热过程中具有保守 性。】4、抬升凝结高度Zc（LCL）:湿空气块因绝热抬升而水汽达到饱和 并开始凝结的高度。Rd（z）T010（z z0）123（T抬升凝结的估算公式z c T 0 d 0 ） （T

5、0和Td。分别为地面的气温和露点）2（z）Td010（z z0）三、 可逆的饱和绝热过程和假绝热过程1、假如空气块在上升过程中是绝热的，全部凝结水都保留在气块 内，气块在下沉时凝结的水分又会蒸发，仍然沿绝热过程回到原来状 态，这个过程湿绝热过程。又称可逆的饱和绝热过程、可逆的湿绝热 过程。2、空气块在上升过程中是绝热的，当饱和气块在上升过程中，水 汽凝结释放潜热。凝结物一旦形成，随即全部脱离原上升气块，气块 做湿绝热上升；当气块转为下降运动时，因无水汽凝结物供蒸发，气 块呈未饱和状态，做干绝热下降。这种过程假绝热过程。又称不可逆 的湿绝热过程。自然界的焚风是最常见的假绝热过程例子。3、焚风：气

6、流过山后在背风坡形成的干热风，称为焚风。试计算在山麓处温度为25oC气流，翻越一座4000米的高山，到 达山脚时的温度变为多少(设凝结高度为1000米，ys =100米)有一气流，温度为15,越过高度为2000米的山脉。设凝结高 度为800米，凝结物全部降落，若湿绝热减温率为ys=C/100米， 问气流翻越高山后温度变为多少4、湿绝热方程(饱和湿空气的热力学第一定律)cdT RTdlnp Ldr0pdddvs5、湿绝热减温率ys为饱和湿空气随高度的变化率的负值：rs湿绝热减温率与干绝热减温率及饱和比湿垂直分布的关系：dT dz rs drLdrdT rd Vs因饱和比湿通常随高度减少，s0所以

7、可知rs rd dzdzcpddz6、假相当位温0se : 0se就是湿空气通过假绝热过程把它包含的 水汽全部凝结降落完后，降落到1000hpa的温度称为假相当位温。假湿球位温0sw : 0sw就是湿空气通过可逆的饱和绝热过程降落 到1000hpa的温度，称为假湿球位温。同样可以证明，9se和0sw无论是干 绝热过程还是湿绝热过程，其值保持不变，具有保守性。H m1h1m2h20h1cp1(T T1)cpd1(1(T T1)h wcp T2T)e cpdT(1和)(T T 各温湿参量关系： Tsw2T2(T2sesw2m1T1m2T2四、大气热力学图解(见附加资料)由 上两式可得：m五、绝热混

8、合过程 m1T1m2T2(mT1q2T2)me me22m11qT1mm12T1122T）:两个温度和湿度各不相同的空气块绝 热等压混合的情况。1、绝热等压混合（水平混合T e m（1m混合结果: 混合后的T、q、e、e都可由初值的质量加权平均得到。mmq mqm1e1m2e2m11m22m1T1m2T2e q T mmmm实例：湿 度较大的未饱和空气块混合后，有可能发生凝结。（见p145图）m me me11221122【冬季水面上的蒸汽雾；飞机云迹；开水壶口喷出 的雾】e mm六、大气的静力稳定度1、判别大气稳定度的基本方法一气块法m11m22在气层中任意 选取一空气块，使其上下移动。根据

9、该气层对空气块的垂直运动的影 响情况mT T2）se来判断气层的稳定度。这种方法称为气块法。大气层结稳定度判据：（1）当丫时，为不稳定大气层结（2 ） 当r=Y时，为中性大气层结（3）当Yd时，绝对不稳定当Yd rYS时，条件性不稳定当r Tve,即状态曲线在层结曲线的右边面积A为正；（图见 p156 ）当Tv Tve ,即状态曲线在层结曲线的左边面积A为负。3、条件性不稳定的类型（图见P157 ）层结曲线和状态曲线的第一个交点F为自由对流高度（LFC）第二个交点D为平衡高度（此处速度最大，加速度为零）对流有效势能（CAPE）为F和D之间的正面积区对流抑制能量（CIN）为LFC以下的负面积区（

10、大气底部的气块 要达到LFC至少需从其他途径获得的能量下限）温度层结曲线与低层等饱和比湿线的交点为对流凝结高度（CCL）状态曲线的第一个折点为抬升凝结高度（LCL）4、大气三种基本类型：（1）潜在不稳定型；（2）绝对稳定型；（3）绝对不稳定型。其中（1）真潜在不稳定型：正面积大于负面积；（2）假潜在不 稳定型：正面积小于负面积因此，在相同的温度层结下，湿度愈大， 愈有利于垂直运动的发展。5、热雷雨是指气团内因下垫面（森林、沙地、湖泊）受热不均， 由热力抬升作用形成的雷雨。CCL即为温度层结曲线和低层等饱和比 湿q0线的交点。要预测当天可能发生热雷雨的可能性，需从对流凝结 高度沿干绝热线下延至地

11、面，以确定当天可能发生热对流的下限温度Tt，一般认为，如果几天来天气条件没有太大变化，且前几天地 面最高气温接近或接近Tt，那么当天气温就可能达到或超过Tt，产生 热雷雨的可能性就比较大。七、整层气层升降时稳定度的变化1、整层气层升降会导致大气温度递减率和湿度垂直分布的变化， 从而使气层的稳定度发生变化，导致强烈对流或者使气层更稳定。稳定度讨论【v2将如何变化，取决于（1-p2A2/P1A1）】（1）当v1 P1A1则v2 v1,气层稳定度将趋向更稳定，甚至出现逆温。如果气层被抬升且伴随有水平辐合时，有p2A2v1,导致气层的稳定性减少。如果P2/P1和A2/A1两者的变 化趋势相反（即上升辐

12、散，下降辐合），（2）当v1=Yd,则v2二v1=Yd,原气层在升降过程中保持干绝 热减温率不变。（3）当v1Yd,所得结论与（1）相反。但这种处于绝对不稳定状 态的气层在实际大气中是极少见的。2、对流性不稳定：上干下湿气层：整层气层上升并先后凝结后，饱和气层的垂直减 温率将变得大于ys，成了不稳定层结，称对流性不稳定。上湿下干气层：气层的垂直减温率将变小甚至为零或逆温，成了 稳定层结，称对流性稳定。第十一章云雾形成的宏观条件及一般特征一、1、云云和降水的分类和生成条件2、云雾生成的宏观条件水汽由未饱和达到饱和而生成云雾有两途径：（1）增加空气中的 水汽（2）降温（绝热上升冷却凝结、等压冷却凝

13、结、绝热混合凝结） 【上升气流和充足的水汽是云生成的必要条件】上升运动的形式不同， 形成不同的云型：1）大范围辐合抬升：锋面云系（图，低压、冷涡、切变线产生辐合 抬升2）局地不稳定层结的对流运动：局地不稳定3）地形抬升:暖湿气流被山地抬升4）波动:高空稳定层下的风速切变5）湍流:大气边界层的湍流使热量、动量和水汽的重新分布3、对流云一般分为形成Cu Cu cong （上升气流为主、提供丰富 的水汽，10-15min）cong 成熟 Cu Cb （出现降水,10-30min）消散 Cb Sc, Ci not （云下出现下沉气流，几min）单个气团雷暴的生命期约为1-2小时二、局地强风暴天气系统1

14、、飑线定义：集合成带状排列的雷雨云，宽数公里，长可达一二 百公里。2、超级单体风暴定义：由一个庞大的单体构成尺度可达50km寿 命长达7-8h。3、多单体风暴和传播式单体风暴定义：由许多个单体所组成的风云。4、降水的宏观特征（1）水平范围变化较大（2）次降水，降水 量一般大于云中总含水量，（3）对于一次降水，降水量一般小于入云 水汽量三、云雾降水的微观特征1、云和降水是由大量离散的液态或固态粒子所构成的包括云滴、 雨滴、冰雪晶、雪花、霰、冰雹等。它们的微观特征主要指粒子的大 小及其数密度（或称浓度）。2、云雾滴谱分布特征：（1）不同云云滴谱差异较大；（2）积状 云比层状云滴谱宽；（3）对流强的浓积云的云滴谱较宽，云滴数密度 较小而尺度较大。3、冰雪晶微观特征（1 ）粒子分类：冰晶、雪晶、雪花、霰粒或雪丸、小雹粒和冰雨 冰晶的基本形状是对称的六角棱柱状。（2 ）冰雪晶的尺度：柱状 冰晶的长度和板状冰晶的直径范围在10m和1mm之间，最大可达几毫米O4、降水粒子的谱分布：雨滴在空气中降落时，其形状由大小决定 【了解】第十二章云雾降水形成的微物理过程（云雾降水粒子的生成、增 长